Classificazione delle rocce ignee e le rocce ignee nel sottosuolo

Le rocce ignee possono essere suddivise in plutoniche (o intrusive) e vulcaniche (o effusive), questa suddivisione è basata sulla tessitura.
Tessitura: l'espressione del grado di cristallinità e della dimensione dei cristalli presenti in una roccia.
Quando il periodo di raffreddamento si protrae e il magma, sottoposto a pressione litostatica, riesce a conservare i suoi componenti volatili  che favoriscono la cristallizzazione.
Le rocce intrusive sono completamente cristalline (olocristalline), hanno una grana più grossolana, essendo i cristalli ben visibili; in questo caso si aprla anche di rocce faneritiche (=visibili).
Quando il magma trabocca in superficie, data la rapidità del raffreddamento e della fuga dei componenti volatili (degassazione), si formano cristalli molto piccoli o addirittura rocce vetrose, cioè prive di cristalli (amorfe). Le rocce vulcaniche hanno grana assi fine (rocce afanitiche) e a volte sembrano vetro.
Nelle rocce vulcaniche ci possono comunque essere cristalli isolati di maggiori dimensioni, i fenocristalli, i quali si erano già formati in precedenza, all'interno del serbatoio magmatico, e poi trasportati in superficie assieme al magma fluido.
La tessitura porfirica è una tessitura in cui i cristalli visibili a occhio nudo si muovono in una massa di fondo molto più fine.
A seconda dei minerali che contengono le rocce ignee possono risultare chiare o scure.
Le rocce chiare sono dette felsiche o sialiche  ricche di quarzo e feldspato, mentre le rocce scure sono dette mafiche o femiche e sono ricche di anfiboli, pirosseni e olivina (tutti i minerali a base di magnesio e ferro).
Si dicono ultramafiche o ultrafemiche quelle costituite esclusivamente da pirosseni e olivina.
In base alla quantità di silice, le rocce ignee vengono distinte in:

• acide   (SiO2 > 66%)
• intermedie   (52 < SiO2 < 66%)
• basiche   (45 <SiO2 < 52%)
• unltrabasiche  (SiO2 < 45%)

	felsiche	intermedie	mafiche	ultramafiche
effusive	Riolite - dacite	andesite	basalto
intrusive	Granito - granodiorite	diorite	gabbro	peridotite

Per una classificazione più esauriente e operativa delle rocce magmatiche è necessario definire il loro contenuto in alcali (Na2O + K2O).

Una serie magmatica è un insieme di rocce ignee diverse, ma unite tra loro dall'origine comune e dal rapporto silice/alcali.

Rocce ignee nel sottosuolo

I corpi magmatici che si sono consolidati nel sottosuolo sono detti plutoni.; essi hanno forma, dimensioni e rapporti con le rocce incassanti (quelle che circondano plutoni),  variabili. 

Il magma in risalita deve crearsi lo spazio man mano che si intrude. Il magma o scalza grandi blocchi di rocce sovrastanti, che poi assimila lentamente, o fonde le rocce circostanti, o si inietta nelle rocce, aprendosi un varco.

http://www.geophysik.uni-kiel.de/~sabine/DieErde/Magmatismus/050-Pluton-Formen.html

A questo link trovate un'immagine esauriente dei corpi plutonici.

 Batoliti: plutoni di enormi dimensioni e si estendono per centinaia o migliaia di chilometri quadrati.

Ammassi (o masse satelliti): batoliti con dimensioni minori. Sappiamo che i batoliti si estendono e si allargano verso il basso per 10-30 km, fino a costituire tutta la parte inferiore della crosta continentale. I batoliti, costituiti da rocce felsiche quali graniti e granodioriti, formano l'ossatura dei continenti e si trovano nel cuore delle grandi catene montuose.

certi plutoni granitici, specialmente quelli superficiali, mostrano contatti netti e disposizione trasversale rispetto alle rocce incassanti; ciò dimostra che la loro messa in posto fu una intrusione. Quelli più profondi, hanno contatti sfumati ed è difficile distinguere i limiti con le rocce circostanti.
La composizione interna non è omogenea e il granito può mostrare strutture che ricordano rocce sediementarie o metamorfiche. Tutto questo vuol dire che i batoliti si formano in situ per progressiva granitizzazione delle rocce circostanti a seguito del processo di anatessi.
Le rocce che derivano dal processo di anatessi sono chiamate graniti anatettici.

Il Cerro Fitzroy, nelle Ande cilene, è un massiccio granitico che appartiene ai grandi batoliti della Cordigliera andina.

I corpi ipoabissali

Alcuni corpi plutonici di dimensioni medio-piccole possono solidificare  a bassa profondità quando il magma riesce ad aprirsi la strada fino a quasi in superficie. Questi corpi plutonici iniettati possono incunearsi nelle rocce incassanti in modo concordante, cioè è parallelo con gli strati delle rocce sedimentarie, oppure discordante.

L'intrusione dei corpi concordanti può avvenire in due modi: per separazione degli strati già presenti o per inarcamento delle rocce sovrastanti. In entrambi i casi la messa in posto richiede che il processo avvenga in prossimità della superficie. 

Filoni-strato: corpi concordanti di forma tabulare e spessore da qualche centimetro a centinaia di metri. Si distinguono per una normale colata lavica per due caratteristiche: le maggiori dimensioni dei cristalli, dovute alla lenta solidificazione nel sottosuolo, e gli effetti termici, quali cottura o dissoluzioni, sulle rocce con cui sono a contatto. 

I laccoliti si formano per iniezione di magma lungo i piani di stratificazione delle rocce, ma invece di essere tabulari sono convessi verso l'alto, cioè inarcano le rocce soprastanti e assumono la forma di un fungo. 

I colli Euganei, nel Veneto, sono laccoliti che hanno sollevato gli strati sovrastanti. 

Dicchi: corpi discordanti detti anche filoni, sono tabulari e tagliano secondo vari angoli la stratificazione delle rocce incassanti; essi si intrudono lungo fessure aperte dalla pressione dell'iniezione magmatica o nelle fratture che si formano in zone in via di sprofondamento. Lo spessore varia da pochi centimetri a parecchie decine di metri.

Fonte: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta editore. 

Cristallizzazione magmatica e differenzazione

I magmi basici, che si generano per fusione parziale del mantello, tendono a riunirsi in masse di dimensioni maggior e a risalire verso la superficie terrestre; questa tendenza alla risalita è legata alla minore densità (2,6-2,9 g/cm^3) dei fusi magmatici rispetto alle circostanti rocce peridotitiche del mantello (3,3 g/cm^3) ed è più accentuata quanto minore è la viscosità del magma. La risalita è facilitata dalla presenza di fratture e discontinuità varie nei materiali rocciosi della litosfera. La differenza di densità tra fusi magmatici salienti e le rocce attraversate si annulla e addirittura può invertirsi una volta giunti nella crosta con una densità di 2,7 g/cm^3; risulta un notevole rallentamento del loro infiltramento verso la superficie.
L'effetto principale della risalita dei magmi verso zone superficiali sempre più fredde è il loro progressivo raffreddamento il che comporta l'inizio della cristallizzazione (liquido in solido).
La serie di reazione è la successione ordinata di cambiamenti nella cristallizzazione magmatica. La serie di reazione si può verificare in due modi diversi:

• reazione continua, quando il minerale formatisi per primo cambia gradualmente di composizione mediante sostituzione di ioni (es. plagioclasi);
• reazione discontinua, quando la cristallizzazione procede da una specie minerale all'altra con cambiamento di struttura cristallina (tipica dei minerali mafici).

La serie di Bowen prevede che i minerali cristallizzino per progressiva diminuzione di temperatura, in successione dal basso verso l'alto, infatti consiste in due filoni convergenti, uno a reazione continua, l'altro a reazione discontinua. I minerali mafici seguono la reazione discontinua, iniziando con l'olivina e finendo con la mica (biotite). I feldspati seguono invece la serie continua in cui il plagioclasio calcico (anortite) si forma più o meno contemporaneamente all'olivina mentre il plagioclasio sodico (albite) si forma assieme agli anfiboli e alla biotite.

Ciascun minerale già cristallizzato tende a reagire con il liquido magmatico per formare il termine successivo della serie. Tuttavia questa sequenza completa delle reazioni non si realizza quasi mai in una singola roccia, infatti se il raffreddamento non è sufficientemente lento (nel caso delle condizioni vulcaniche o subvulcaniche) le trasformazioni da un minerale all'altro sono incomplete. Naturalmente, magmi a diverso contenuto in silice seguono tratti diversi della serie, generando quindi rocce che contengono solo una parte dei minerali della sequenza. 

Il processo della cristallizzazione frazionata separa i minerali già cristallizzati dalla restante massa fusa.

Per esempio, i cristalli formatisi per primi possono rimanere intrappolati in basso mentre il magma migra verso l'alto, oppure i primi cristalli che si formano possono decantare e accumularsi verso il fondo del serbatoio magmatico. In entrambi i casi, la separazione di questi cristalli cambia la composizione del restante liquido magmatico e modifica, di conseguenza la serie di reazioni che possono seguire.
Lo stadio finale della cristallizzazione del magma è chiamato idrotermale, a causa dell'abbondanza di acqua a temperature elevate (200-300°C)
Per riassumere la differenziazione magmatica è un processo nel quale il magma originario viene separato a formare rocce di differente composizione mineralogica. Concludendo, la composizione mineralogica di una roccia ignea dipende sia dalle caratteristiche del fuso iniziale, sia dalle modalità del processo di cristallizzazione.  

Genesi dei magmi

La fusione parziale è il processo che porta alla genesi dei magmi.
Solidus: i valori limite di temperatura e pressione, in qualsiasi punto della crosta o del mantello, a cui inizia la fusione del primo minerale di una roccia.
La fusione parziale di rocce preesistenti può verificarsi per 3 processi:

• aumento della temperatura, a causa, ad esempio, di un locale innalzamento dei gradiente geotermico;
• abbassamento del solidus, cioè dei limiti critici, a causa dell introduzione di elementi fondenti (es. acqua);
• decompressione adiabatica, diminuzione della pressione senza perdita di calore, a cui sono sottoposte, per esempio, masse calde del mantello in rapida risalita.

I magmi primari sono magmi che si formano in natura prevalentemente di composizione basica; derivano da fusione parziale di rocce del mantello superiore, cosiddette peridotiti, costituite essenzialmente di olivina e pirosseni, con aggiunta di minerali accessori quali spinello, granato, anfibolo e mica flogopite.

 la minoranza di magmi con composizione acida, sono detti magmi anatettici, che si generano per fusione parziale di rocce della crosta, per via dell' anatessi crostale, un processo che si verifica dove le placche litosferiche si avvicinano(limiti convergenti).
Tra le rocce felsiche sono dominanti quelle intrusive, mentre tra le rocce mafiche sono dominanti quelle effusive. I minerali più ricchi di silice fondono a circa 700°C, perciò quando nella crosta terrestre si raggiungono i 700°C si verifica il processo di anatessi: le rocce fondono parzialmente e originano un magma granitico.
Anatessi: processo di fusione parziale di rocce crostali (sedimentarie, ignee e metamorfiche) a causa dell'innalzamento del gradiente geotermico locale o per l'azione dei gas e dei fluidi ad alta temperatura in risalita da parti più profonde della crosta.

caratteristiche	Magma basaltico	Magma granitico
formazione	Per ottenerlo bisogna fondere rocce ricche di olivina e pirosseni, come la peridotite( rocce che si trovano nel mantello o nelle parti più profonde della crosta, fondono tra i 1220 e 1400°C e che salgono per la prima volta in superficie)	Deriva da una parziale fusione in situ di rocce esistenti e può essere visto come il prodotto di un metamorfismo estremo.
Variazione di temperatura di fusione durante la risalita	Diminuisce con la diminuzione della pressione, perciò il magma basaltico, durante la risalita rimane sempre allo stato fuso ed effonde in superficie	Aumenta quando diminuisce la pressione, perciò il magma solidifica totalmente, a seconda del contenuto in acqua
Profondità di origine	100 -150	Meno di 40
temperatura	1200 - 1400	650-800
viscosità	bassa	elevata
Densità (g/cm^3)	2,6 -2,9	2,2 -2,5
Contenuto di SiO2	basso(magma basico)	Elevato (magma acido)
Arrivo in superficie	Molto frequente	Molto raro
prodotti	Basalto molto frequente, gabbro molto raro	Riolite molto rara, granito molto frequente

Fonte: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta editore

Una gita nel paradiso a due passi da casa

In una fresca mattina di inizio novembre, decisi di passeggiare nei pressi del "paradiso", a neanche un chilometro dal confine; molto volte ritorno per ritrovare un po'di serenità dalla mia odiata cittadina e routine quotidiana, ma solo quel giorno i miei occhi si sono schiusi veramente, come delle persiane da troppo tempo chiuse. Il cosiddetto "paradiso" è il parco naturale del monte Caslano, a pochi passi dallo stretto di Lavena Ponte Tresa. Questo luogo mi è molto caro, ho passato momenti felici da quando sono nata, dai bagni al lago alle passeggiate con i miei genitori; ormai ho dei posti segreti e dei luoghi preferiti e tornarci ogni volta mi rende spensierata come nei nostalgici anni infantili.
Di solito cammino attorno al monte tra casette e boschetti, ma qualche volta mi arrampico sui dai sentieri come una capretta in cerca dell'erba fresca bagnata della rugiada;  in quella mattina, però, presi il largo sentiero panoramico e didattico, scoprii molte cose riguardo al monte, interessanti e curiose, ed è per questo che voglio condividerle.

Il monte Caslano è un paesaggio che riunisce elementi di geologia e botanica, che si possono notare durante la tranquilla passeggiata.
In ambito geologico il monte comprende una serie di rocce che va dalle antichissime del cosiddetto Zoccolo cristallino insubrico, attraverso i depositi del Carbonifero alle vulcaniti del Permiano, alle dolomie del Triassico e alle morene quaternarie: una classica successione per la regione.
Nella botanica il monte ospita 600 specie di piante vascolari e 150 tipi di muschi e di epatiche e la varietà di condizioni ambientali si riflette anche nella ricchezza delle associazioni vegetali diverse e rare. Per questo è diviso in due zone: una come Parco Naturale del Monte Caslano e l'altra come zona protetta.
La diversità di esposizione e di pendenza di ciascuno dei tre versanti e la varietà dei suoli, sono rispecchiate nel variegato mosaico vegetale e nella ricchezza floristica del monte. La qualità dei suoli è legata al microclima, al sottosuolo ed alla vegetazione locale. Al monte Caslano i suoli sono del tipo delle terre brune insubriche, povere o ricche di carbonati, a reazione da neutra ad acida, per lo più ricche di humus, con attività microbiologica presente anche durante l'inverno.
Nel versante orientato da nord-est a nord, le rocce a silicati, originano suoli da acidi a neutri, fertili, con buona capacità idrica. Su questi suoli è insediato un rigoglioso bosco misto di Tiglio e Olmo montano che presenta da 4 a 5 strati di vegetazione. Nello strato montano dominano l'Olmo montano, il Tiglio nostrano e quello selvatico, qua è là  il Frassino e la Robinia.
Nello strato arboreo inferiore, alle specie precedenti si aggregano il Ciliegio, il Carpino Nero, il Castagno e l'Acero di monte. Nello strato arbustivo spicca l'abbondanza del Nocciolo, al quale si associano il Biancospino, il Sanguinello, il Viburno palle di neve, il Sambuco e il Caprifoglio peloso. Lo strato dei muschi è ricco di specie mesofile che prediligono l'ombra.

In un tratto di percorso sono visibili rocce rosso-violacee, ovvero tufi vulcanici del periodo Permiano (da 280 a 225 milioni di anni fa) e arenarie del Triassico (da 225 a 220 milioni di anni fa). Durante il periodo geologico del Permiano tutti i continenti erano uniti in un blocco unico chiamato Pangèa, che per effetto dei movimenti delle placche, la parte settentrionale del futuro continente africano (nella cui  fascia si può situare il Ticino meridionale di quell'epoca) venne a trovarsi nella zona tropicale, caratterizzato da un clima caldo e secco di tipo semi-desertico.
Nel Luganese e nel Varesotto si verificarono estesi fenomeni vulcanici che hanno lasciato tracce lungo il bordo delle Alpi sotto forma di tufi vulcanici, porfidi chiari(rioliti) e prorfiriti scure violacee (andesiti).
Sovrapposte alle rocce vulcaniche del Permiano affiorano le rocce del Triassico inferiore; questa roccia costituita di arenaria anche essa di colore rossastro, si differenza dalla precedente per l'ambiente di formazione, trattandosi di sedimenti marini. I fossili rinvenuti in analoghe rocce del monte San Salvatore e alla base del monte San Giorgio sono estremamente importanti, come testimonianza della presenza del mare nel "Ticino" di allora.
Da 220 a 190 milioni di anni fa, nel periodo Triassico, l'apertura di grandi fratture segnò la disgregazione del continente Pangèa. Tra il continente africano a sud ed il continente europeo a nord, si formò un vasto bacino marino chiamato Tètide, fu in questo bacino che sedimentarono le rocce destinate, più tardi, a formare gran parte della catena alpina. A queste rocce appartiene pure la dolomia, roccia che possiamo notare, e che si è formata in questo antico mare. All'interno della dolomia troviamo coralli, alghe e microfossili che confermano come questa barriera doveva essere per molti aspetti analoga a quelle attuali dei mari tropicali.

Questa roccia è stata sfruttata fino a pochi decenni fa per l'estrazione di blocchi di dolomia e per la produzione di calce. I resti di questa attività estrattiva sono visibili lungo il fianco ovest e sud del monte.
Altra caratteristica di questo parco è che il sentiero interseca le frange del velo morenico che copre il pianoro della vetta, mettendo in evidenza ora un sottosuolo morenico ora un sottosuolo dolomitico.
La distribuzione e l'estensione del suolo morenico è rilevata dalla presenza del Castagno, della Felce aquilina, della Molinia e di relativamente altre specie acidofile, la quale formano una copertura arbustiva nella quale lo strato di vegetazione arbustiva è quasi assente.
La distribuzione e l'estensione dei suoli dolomitici è evidenziata dalla presenza del Carpine nero e bianco, ai quali è associata una decina di specie arbustive tra le quali Nocciolo, Corniolo, Sanguinello, Biancospino, Coronilla, Pungitopo, che insieme formano una boscaglia più o meno fitta. I suoli generati da questi due substrati minerali hanno caratteristiche diverse: i suoli di origine morenica sono delle terre brune molto acide, poco fertili e con scarsa capacità idrica mentre i suoli di origine dolomitica sono delle terre brune neutre, fertili e con buona capacità idrica.

Le ultime vicende geologiche che hanno interessato il monte Caslano sono quelle del periodo del Quaternario (da 2 milioni di anni fa ad oggi) . Il clima di quest'epoca era caratterizzato da un'alternanza di periodi freddi e periodi caldi che provocò a più riprese avanzate di ghiacciai alpini. Durante i periodi freddi le lingue di ghiaccio invasero le valli e discesero fino alle pianure, interessando quindi anche questa regione. Tra le numerose testimonianze del passaggio dei ghiacciai vi sono le morene.
Arrivati alla bella vista si può osservare uno strato di depositi morenici caratterizzato dalla presenza di materiali rocciosi provenienti dal Sopraceneri che ricopre la dolomia che prima vi ho descritto, consentendo lo sviluppo di flora diversa.
Possiamo anche vedere alcuni grossi blocchi di roccia cristallina estranei al substrato roccioso sul quale poggiano: si tratta di massi erratici trasportati fin qui dal ghiacciaio e depositati al momento del suo ritiro. Altra cosa molto interessante: il monte Caslano costituiva un'isola durante l'Olocene, in una fase successiva alla deglaciazione avvenuta circa 10000 anni fa, solo successivamente l'esteso deposito deltizio della Magliasina ha unito il monte alla terraferma.

Lavena vista da un punto panoramico

Dopo aver ammirato Lavena, cittadina italiana, possiamo proseguire verso la Cappella, altro punto panoramico, dove vedremo Caslano, Agno e altri paesi del Ticino oppure tornare, grazie alla quantità di sentieri e tracciati. 

Proseguo per il sentiero didattico, all'inizio molto ripido e scosceso;  il dolore alle caviglie è ripagato perchè arrivo in una distesa di erba con qualche albero qua e là, che mi ricorda le colline toscane. Il cielo è splendido e un'arietta calda mi accarezza il viso. Non ci sono rumori, tranne mio padre che continua a ripetermi i nomi degli alberi, e ad indicarmi i funghetti, tra i quali questa bellissima Amanita muscaria, tanto bella quando pericolosa. 

Il panorama mi lascia senza fiato.. 

Lo sapevate che la collisione della placca europea con quella africana ha dato origine alle Alpi? In questo contesto interi pacchi di roccia posso deformarsi plasticamente, subire una trasformazione, spaccarsi o spostarsi. Vi sono testimonianze di questa attività tettonica anche nel Luganese, dove si può osservare anche la presenza di importanti fratture tettoniche (faglie e sovrascorrimenti). In un punto è visibile la ripida parete in stretta relazione con una importante frattura o faglia ritenuta di epoca alpina, formatasi durante il Terziario, che taglia il monte Caslano sull'asse est-ovest. Lungo questa linea la roccia dolomitica si è spostata lateralmente e verticalmente; questa faglia, unitamente all'azione erosiva glaciale, è in gran parte responsabile della forma del monte. Alcune faglie del Luganese hanno un'età ancora più antica e risalgono all'orogenesi ercinica( da 395 a 225 milioni di anni fa); questa faglia interessa solo le formazioni più antiche alla base del monte ed è tagliata perpendicolarmente dalla più giovane faglia del monte Caslano di età alpina ( da 60 da 10 milioni di anni fa).

Finito il sentiero, ritorno nel borgo di Caslano.
Tutto sommato mi sono divertita, ho imparato e ho camminato. 
Come dicevano i romani: "Mens sana in corpore sano".
Fonte: sentiero didattico del Parco Naturale del Monte Caslano. 
Immagini: Sara Azzurra